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XIX Congresso Brasileiro de Águas Subterrâneas 1
XIX CONGRESSO BRASILEIRO DE ÁGUAS SUBTERRÂNEAS
IMAGEAMENTO ELÉTRICO COMO FERRAMENTA DE
MONITORAMENTO DO COMPORTAMENTO DA ÁGUA NO SOLO
Andréia de Almeida1; Bruno E. Távora
2; Tiago B. Kisaka
3; Gilliard Nunes Silva
4; Carlos T.C.
Nascimento5; Sérgio Koide
6
Resumo – Zonas ripárias favorecem a conectividade hidrológica entre a vertente e os corpos
hídricos, sendo essencial a compreensão dos processos hidrológicos que se nelas se estabelecem. O
entendimento desses processos requer informações a respeito de umidade do solo e das flutuações
do nível da água subterrânea. Com isso, este trabalho consistiu na aquisição de dados geofísicos em
ambiente de zona ripária com o objetivo de caracterização do comportamento da água no solo. A
bacia do córrego Capetinga, localizada na porção sul do Distrito Federal, foi selecionada para
realização dos levantamentos geofísicos no período de agosto de 2015 a fevereiro de 2016. Aplicou-
se o método elétrico de corrente contínua para aquisição de dados de resistividade elétrica, com a
técnica de caminhamento elétrico e arranjo de Wenner, em três linhas de monitoramento (A, B e C).
Valores de resistividade abaixo de 3000 Ω.m foram considerados como indicativo da zona saturada
do solo. Nas seções B e C houve comportamento geoelétrico estratificado, com redução gradual da
resistividade nas camadas profundas. A variação temporal dos valores de resistividade também foi
identificada. O método demonstrou-se adequado ao objetivo estabelecido, permitindo obter
informações qualitativas do comportamento da água no solo em zonas ripárias.
Abstract – Riparian zones favor the hydrological connectivity between the hillslope and streams, it
is essential to understanding the hydrological processes that are established in them. Understanding
these processes requires information about soil moisture and fluctuations in the groundwater level.
Thus, this work consisted of the acquisition of geophysical data in riparian zone in order to
characterize the behavior of water in the soil. The watershed of the Capetinga stream, located in the
southern part of the District Federal, was selected to carry out the geophysical surveys from August
2015 to February 2016. We used the electric method of direct current for the acquisition of
electrical resistivity data, the electrical profiling technique and Wenner arrangement in three rows
1 Universidade de Brasília, Campus Darcy Ribeiro, Asa Norte - DF, 70910-900, (61) 3107-0944, [email protected] 2 Universidade de Brasília, Campus Darcy Ribeiro, Asa Norte - DF, 70910-900, (61) 3107-0944, [email protected] 3 Universidade de Brasília, Campus Darcy Ribeiro, Asa Norte - DF, 70910-900, (61) 3107-0944, [email protected] 4 Universidade de Brasília, Campus Darcy Ribeiro, Asa Norte - DF, 70910-900, (61) 3107-0944, [email protected] 5 Universidade de Brasília, Campus Planaltina, Planaltina - DF, 73345-010, (61) 3107-8052, [email protected] 6 Universidade de Brasília, Campus Darcy Ribeiro, Asa Norte – DF, 70910-900, (61) 3107-0926, [email protected]
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monitoring (A, B and C). Resistivity values below 3000 Ω.m were considered indicative of the
saturated soil zone. In sections B and C were stratified geoelectrical behavior, with gradual
reduction of the resistivity in the deep layers. The temporal variation of the resistivity values was
also identified. The method was demonstrated adequate to the established goal, allowing obtaining
qualitative information water behavior in the soil in riparian zones.
Palavras-Chave – zona ripária, geofísica, caminhamento elétrico vertical.
1 - INTRODUÇÃO
Zonas ripárias são ecossistemas de interface terrestre e aquático que se caracterizam pela
interação entre a vegetação, o solo e os recursos hídricos superficiais e subterrâneos (Lowrance et
al., 1984; Zarroca et al., 2014). A estrutura desses ambientes permite o controle do movimento de
massa, do microclima e da diversidade de espécies, bem como provê o serviço ecossistêmico de
manutenção dos recursos hídricos (Naiman e Décamps, 1997). Diante disso, a abordagem dos
processos hidrológicos que se estabelecem nas zonas ripárias, com especial atenção às águas
subterrâneas, favorece a percepção da importância desse ecossistema junto à proteção das águas na
escala de bacia hidrográfica, com relevância no contexto da gestão de recursos hídricos (Naiman et
al., 2005; Jencso et al.; 2010; Freyberger et al., 2014; Poulsen et al., 2015).
Apesar das lacunas existentes quanto ao funcionamento das zonas ripárias, é sabido que a
conectividade hidrológica estabelecida nas vertentes, entre recursos hídricos superficiais e
subterrâneos, é essencial para a geração de escoamento e transporte de solutos e nutrientes aos
corpos hídricos superficiais (Burt et al., 2002; Jencso et al., 2010). Quanto à geração de
escoamento, a conectividade é um elemento chave para se determinar o comportamento das bacias
hidrográficas frente aos eventos de precipitação (Detty et al., 2010). Conforme Wienhofer et al.
(2009), a relação chuva-vazão em pequenas bacias é controlada principalmente por processos
hidrológicos na escala de encosta. Além disso, o escoamento subterrâneo em vertentes é
considerado significativo para ambientes lóticos nas regiões de cabeceira por manter a
disponibilidade hídrica dos canais adjacentes (Brutsaert, 2005; Blumstock et al., 2015).
No entanto, informações acerca da variação do nível freático, gradiente hidráulico e padrões
de fluxo ainda são consideradas escassas (Burt et al., 2002; Castelloé et al., 2015). Como afirmam
Monte-Mor et al. (2012), o estudo do comportamento hidrológico de bacias requer redes de
monitoramento que demandam investimentos financeiros elevados, principalmente no que diz
respeito à medições de conteúdo e pressão da água no solo, escoamento superficial em encostas,
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vazão sólida, precipitação, evaporação e vazão. Nas zonas ripárias esse cenário não se diferencia,
especialmente em decorrência do caráter invasivo e dispendioso das abordagens convencionais para
aquisição de dados (Musgrave e Binley, 2011). Em alternativa, métodos geofísicos têm sido
empregados no estudo do comportamento da água no solo (Andersen et al., 2013; Zarroca et al.,
2014; Awan et al., 2015). Os levantamentos geofísicos permitem a determinação indireta da
natureza de estruturas subsuperficiais, considerando medições periódicas dos parâmetros de
interesse, tanto na superfície terrestre como por meio de poços (Neves e Luiz, 2015). Dentre os
métodos geofísicos, o método elétrico de corrente contínua, baseado na medição da resistividade
elétrica, permite o monitoramento da umidade do solo e a identificação do nível da água em
aquíferos (Fetter, 1994). Esse método representa uma alternativa barata, não invasiva e simples de
monitoramento geoelétrico da subsuperfície rasa (Loke, 2001; Ren e Tang, 2014; Yeboah-Forson et
al., 2014).
De acordo com Asry et al. (2012), o interesse crescente pelos recursos hídricos subterrâneos
ocasionou estudos intensivos a respeito da geometria e das propriedades dos aquíferos, com papel
de relevância para aplicação dos métodos geofísicos, especialmente na identificação da
profundidade da água subterrânea. Desse modo, o método elétrico de corrente contínua tem se
mostrado adequado na identificação e delimitação de plumas de contaminantes (Nascimento et al.,
2004; Eunice et al., 2011; Donohue et al., 2015) e estudo do comportamento da água nas zonas não
saturada e saturada do solo (Asry, 2012; Calamita et al., 2012; Chukwauma et al., 2015). Além
disso, a correlação entre a resistividade elétrica e outras propriedades físicas do solo, tais como
condutividade hidráulica e umidade, podem ser observadas nos trabalho de Knight et al. (2010) e
Brillante et al. (2014).
Como afirmam Nascimento et al. (2001), esse método responde rapidamente à variações de
umidade no solo. Desse modo, por possuir natureza não invasiva, de baixo custo e fornecer medidas
sensíveis às características do meio, o método elétrico de corrente contínua permite diagnosticar, de
maneira indireta, variações de umidade do solo e do nível do lençol freático (Besson et al. 2010). A
resistividade é inversamente proporcional ao volume de água presente no solo ou rocha e ao
conteúdo de material em solução na água (Orellana, 1972). No caso dos solos, a dimensão das
partículas constituintes também tem influência no valor da resistividade, uma vez que, quanto
menor seu tamanho, mais umidade será retida e, portanto os valores de resistividade elétrica serão
reduzidos. Além disso, esse parâmetro varia em função da porosidade, textura, saturação e
resistividade do fluido contido nos poros do solo (Loke, 2001; Asry et al., 2012).
Desse modo, o presente estudo tem como objetivo analisar o comportamento da água no
solo, considerando a variação temporal (agosto de 2015 a fevereiro de 2016) e espacial (no
gradiente de declividade da vertente) por meio de levantamentos geofísicos. O método elétrico de
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corrente contínua foi selecionado por demonstrar-se adequado ao objetivo do estudo, a exemplo dos
trabalhos desenvolvidos por Asry et al. (2012), Andersen et al. (2013) e Zarroca et al. (2014). A
resistividade elétrica foi então monitorada como ferramenta de caracterização da zona ripária
quanto ao comportamento da umidade do solo e do nível da água subterrânea, com estudo de caso
na vertente do córrego Capetinga, Distrito Federal.
2 - MÉTODO ELÉTRICO DE CORRENTE CONTÍNUA
O método elétrico de corrente contínua requer a passagem de uma corrente elétrica de
intensidade I no solo através de um par de eletrodos fixados à superfície do terreno (A e B). A
diferença de potencial (∆Ф) que se forma no solo deve ser medida utilizando um segundo par de
eletrodos (M e N). Conhecendo a corrente que percorre o subsolo, a geometria de disposição dos
eletrodos e o potencial medido, calcula-se a resistividade elétrica ( ) que, por ser medida em um
meio heterogêneo e anisotrópico e ser função do arranjo de eletrodos, é dita aparente (Orellana,
1972; Telford et al., 1985) (Equação 1).
(1)
Os equipamentos utilizados nos levantamentos geofísicos medem, em sua maioria, valores
de resistência elétrica (R), cuja unidade é Ohm (Ω) e consiste na razão entre a diferença de potencial
e a intensidade da corrente, conforme Equação (2). A resistividade elétrica ( ), por sua vez, será
definida como o produto entre a resistência (R) à passagem da corrente e o comprimento (L)
considerado na direção perpendicular a uma das faces de um volume unitário, resultando numa
medida de resistência longitudinal de dado material à passagem da corrente elétrica, expressa em
Ohm.m (Ω.m) (Koefoed, 1979) (Equação 3).
(2)
(3)
Além da definição do método geofísico a ser trabalhando, que neste caso restringe-se ao
método elétrico de corrente contínua, o levantamento geofísico requer a definição do arranjo e da
técnica a serem empregados no trabalho em campo. Os arranjos, isto é, a forma de disposição dos
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eletrodos no terreno, mais comumente utilizados são os de Schlumberger e Wenner. No arranjo de
Schlumberger, criado pelo geólogo Conrad Schlumberger e empregado inicialmente em 1912, os
eletrodos são distribuídos ao longo de uma linha reta, com distância entre os eletrodos de corrente
maior ou igual a três vezes a distância entre os eletrodos de potencial (Koefoed, 1979). O arranjo de
Wenner, por sua vez, criado em 1915 pelo físico norte-americano Frank Wenner, considera um
espaçamento fixo (a) entre os eletrodos de corrente (AB) e de potencial (MN) (Feitosa, 1997).
No arranjo de Schlumberger a resistividade aparente em um dado ponto do terreno é
determinada pela Equação (4), onde I representa a intensidade da corrente em amperes (A), ΔФ diz
respeito à diferença de potencial medida no terreno, em volts (V), AB é a distância entre os eletrodos
de corrente e MN a distância entre os eletrodos de potencial, ambos em metros (m) (Fetter, 1994).
Para o arranjo de Wenner, que apresenta três variações, o valor de resistividade aparente é obtido
conforme Tabela1 (Carpenter, 1955). Dentre as variações, o arranjo denominado α-Wenner, com
eletrodos de potencial situados entre os eletrodos de corrente, é utilizado de maneira mais ampla.
Existem ainda os arranjos β-Wenner e γ-Wenner, nos quais os eletrodos de potencial e de corrente
podem ser dispostos aos pares ou lado a lado, respectivamente.
( )
( )
(4)
Tabela1. Variações do arranjo de Wenner.
Denominação Disposição dos eletrodos Resistividade aparente (Ohm.m)
α-Wenner A M N B ρα = (2 × a × π × ΔΦ) / i
β-Wenner A B M N ρβ = (6 × a × π × ΔΦ) / i
γ-Wenner A M B N ργ = (3 × a × π × ΔΦ) / i
Fonte: Carpenter (1955).
A profundidade de investigação de um arranjo deve ser aquela para a qual a medida de
resistividade pode ser melhor atribuída e depende das posições relativas dos quatro eletrodos do
arranjo (Barker, 1989). No arranjo de Schlumberger, a profundidade teórica de investigação é
determinada entre AB/2 e AB/5. Para o arranjo de Wenner a profundidade de uma dada medida seria
aproximadamente metade do espaçamento entre os eletrodos (a/2) (Barker, 1989). Além da
determinação do arranjo, o levantamento geofísico requer a seleção da técnica de investigação, que
pode assumir as formas de sondagem, caminhamento ou perfilagem (Braga, 2007). A perfilagem
elétrica consiste na investigação geoelétrica vertical no interior de furos de sondagem mecânica,
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conforme Braga (2007). No caso da sondagem elétrica vertical (SEV) a investigação é realizada em
profundidade a partir de um ponto fixo na superfície do terreno (Braga, 2007). Durante a SEV, os
eletrodos M e N são mantidos fixos e os eletrodos A e B são deslocados lateralmente. Quanto maior
a distância entre A e B, maior a profundidade alcançada (Feitosa, 1997).
Por fim, a técnica de caminhamento elétrico (CE), também denominada perfilagem elétrica
horizontal, é definida como a investigação lateral a partir de pontos não fixos na superfície do
terreno, com uma ou mais profundidades constantes (Braga, 2007). Nessa técnica são efetuadas
medições de resistividade aparente ao longo de um perfil, deslocando-se todo o arranjo de eletrodos
a cada nova medida (Feitosa, 1997). Em geral o arranjo de Wenner é utilizando para aplicação dessa
técnica, permitindo o mapeamento detalhado da resistividade (Asry et al., 2012). De acordo com
Wunderlich et al. (2015), apesar da necessidade de instalação de perfis individuais que tornam a
aquisição de dados mais demorada, a principal vantagem do caminhamento consiste na ampla
distribuição dos dados de resistividade elétrica, com melhor resolução ao longo da profundidade
investigada.
Os resultados obtidos por meio do caminhamento elétrico podem ser apresentados por meio
de mapas (a uma ou mais profundidades determinadas) e seções ou perfis geoelétricos (com várias
profundidades de investigação) (Braga, 2007). Por fim, como ressalta Loke (2001), os dados de
resistividade aparente obtidos em campo devem ser submetidos ao processo de inversão para
tornarem-se representativos do meio investigado. O objetivo da inversão é estimar parâmetros para
elaboração de um modelo que melhor represente o comportamento geoelétrico da subsuperfície a
partir de um conjunto de medições discretas em campo (Buettner et al., 1995; Acka et al., 2014). O
produto da técnica de inversão, isto é, dos dados submetidos a uma análise quantitativa, é entendido
como imageamento elétrico bidimensional (Asry et al., 2012; Brillante et al., 2015).
3 - MATERIAL E MÉTODOS
3.1 - Área de Estudo
O trabalho foi desenvolvido num trecho da vertente do córrego Capetinga, cuja bacia
hidrográfica esta localizada, em sua maior parte, na Fazenda Água Limpa (FAL), localizada na
porção sudoeste do Distrito Federal (Figura 1). A FAL é uma fazenda experimental, administrada
pela Universidade de Brasília (UnB), com área aproximada de 43 km², destinada à preservação (23
km²), conservação (8 km²) e produção agropecuária (12 km²). A fazenda integra a Área de Proteção
Ambiental (APA) da bacia hidrográfica do Gama e Cabeça-de-Veado, tributária do Lago Paranoá
que, por sua vez, pertence à região hidrográfica do Paraná (UnB, 2009). Além disso, uma porção da
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Fazenda é constituída pela Área de Relevante Interesse Ecológico (ARIE) Capetinga/Taquara,
também denominada Estação Ecológica da Universidade de Brasília, constituída pelas bacias
hidrográficas dos córregos Taquara e Capetinga (UnB, 2009).
Considerando o sistema climático definido por Koppen, a bacia do córrego Capetinga possui
clima tropical do tipo Cwa, com características de clima tropical de altitude (CODEPLAN, 1984).
localiza-se numa região com altitude media de 1100 m, com amplitude de variação de 160 m, sendo
as cotas topográficas máxima e mínima equivalentes a 1210 e 1050 m, respectivamente. Com
relação aos aspectos pedológicos, por sua vez, a bacia apresenta Latossolos Vermelho e Vermelho–
Amarelo, além de Cambissolo Háplico e solos Hidromórficos (Embrapa, 1978; Macedo, 1996;
Reato et al., 2004).
Figura 1 – Localização da área de estudo. b) Destaque para o posicionamento da bacia hidrográfica do córrego
Capetinga no Distrito Federal. c) Bacia do córrego Capetinga em escala de 1:45000, delimitada de modo a considerar a
área de influência até a Estação Fluviométrica FAL – UnB (exutório). d) Visualização detalhada da vertente em estudo,
com escala de 1:5000. O Córrego Capetinga foi representado pelo traçado branco para contraste.
Na bacia do córrego Capetinga foram identificadas formações geológicas das unidades
Ardósia (MNPpr4) e Metarritmito Arenoso (MNPpq3), ambas pertencentes ao grupo Paranoá
(Moraes e Campos, 2008). No que diz respeito às características hidrogeológicas, por sua vez,
podem ser identificados os domínios aquíferos poroso e fraturado, conforme Lousada e Campos
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(2005). Neste estudo, a abordagem das águas subterrâneas será restrita ao domínio aquífero poroso
que apresenta grande importância, principalmente, pelo fato da espessura da camada saturada e da
condutividade hidráulica (K) favorecerem o escoamento de base nos períodos de estiagem e ainda
por representarem uma interface entre a zona não saturada e os aquíferos mais profundos, inclusive
aqueles do domínio fraturado (Campos e Freitas-Silva 1998, Bugan et al., 2010).
3.2 - Levantamento Geofísico
Dados de resistividade elétrica foram adquiridos considerando o arranjo experimento
instalado na vertente do córrego Capetinga (Figura 2). O monitoramento geofísico foi realizado em
três linhas (A, B e C) paralelas ao córrego Capetinga, com 200 m de comprimento cada, espaçadas
100 metros entre si. A instalação do experimento ocorreu entre janeiro e agosto de 2015.
Inicialmente foi realizado o levantamento do traçado do córrego Capetinga junto à vertente em
estudo para permitir correta localização do experimento, sendo utilizado um GPS modelo Etrex da
Garmin, com precisão de 5 m. Em seguida, três trilhas, com 200 m de comprimento cada, foram
abertas para permitir a disposição dos eletrodos e fios utilizados no levantamento geofísico.
Figura 2 - Ilustração esquemática do desenho experimental adotado na vertente do Córrego Capetinga, com três linhas
de monitoramento totalizando 200 m cada. As letras de “A” a “C” designam as seções paralelas ao córrego, com
eletrodos espaçados 10 m entre si, sendo a linha “A” mais distante do corpo hídrico superficial.
Para obtenção do parâmetro resistividade aparente foi empregado o método elétrico de
corrente contínua, por meio da técnica de caminhamento elétrico ou perfilagem elétrica horizontal,
que possibilitou o conhecimento da variação horizontal da resistividade a partir de pontos não fixos
na superfície do terreno, com uma ou mais profundidades constantes (Braga, 2007). Com a técnica
selecionada realizou-se o imageamento elétrico do solo em seções bidimensionais. Para
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desenvolvimento do experimento foi adotado o arranjo α-Wenner, identificado genericamente como
arranjo de Wenner, com espaçamento equidistante dos eletrodos em cada nível de investigação.
Foi adotado espaçamento entre os quatros eletrodos equivalente a 10 metros no primeiro
nível de investigação, 20 metros para o segundo, e assim consecutivamente até o sexto nível, com
60 metros de espaçamento (Figura 3). Considerando o espaçamento máximo de 60 metros em todas
as linhas foi obtida uma profundidade de investigação teórica de 30 metros. Placas de conexão
foram elaboradas a partir de placas de polietileno (tábua de corte de cozinha), permitindo entre os
cabos, que foram fixados aos parafusos e devidamente isolados na parte inferior da tábua, e o
equipamento utilizado na aquisição dos dados geofísicos no período de agosto de 2015 a fevereiro
de 2016, totalizando nove semanas de monitoramento. O resistivímetro Geopulse foi utilização na
aquisição dos valores de resistência, posteriormente convertidos a resistividade do solo (Figura 4).
Figura 3. Representação esquemática da aquisição de dados nas seções, com espaçamento de 10 metros entre os
eletrodos a partir do nível 1, totalizando 76 pontos de medição em cada seção.
Figura 4. Aquisição dos dados de campo, com destaque para o resistivímetro Geopulse interligado à placa de conexão
dos eletrodos.
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3.3 - Tratamento de Dados
A etapa de tratamento de dados foi iniciada com a filtragem e substituição manual dos
valores discrepantes pela media dos vizinhos mais próximos para cada nível de investigação. Os
dados de resistividade aparente foram plotados no formato de perfil utilizando a versão
demonstrativa do programa RES2DINV (versão 4.00; Geotomo Software; Loke, 2001), destacando
pontos discrepantes em relação aos demais e permitindo sua remoção do conjunto de dados. Após a
remoção dos dados com ruído, os valores de resistividade elétrica aparente foram invertidos por
meio da técnica de otimização não linear de mínimos quadrados, seguida da modelagem direta pelo
método de diferenças finitas, utilizando o programa RES2DINV, que permite a elaboração de um
modelo bidimensional para espacialização dos valores de resistividade no subsolo (Griffiths e
Barker, 1993).
A variação temporal dos dados foi quantificada, em porcentagem, a partir da diferença entre
os valores de resistividade elétrica obtidos para cada intervalo de tempo ( e aqueles obtidos no
tempo inicial ( (Equação 5). Desse modo, as seções geoelétricas de cada linha foram
comparadas àquelas obtidas no mês de agosto de 2015. Essa metodologia foi adotada com base no
trabalho realizado por Bellmunt et al. (2012).
(
)
(5)
4 - RESULTADOS E DISCUSSÃO
O imageamento elétrico do solo foi apresentado em seções bidimensionais, com os
respectivos erros médios absolutos (%), como observado na Figura 5, que apresenta a variação da
resistividade elétrica em subsuperfície com relação às profundidades investigadas (5, 10, 15, 21, 28
e 35m a partir da superfície do solo) em função das datas de realização dos levantamentos . É
importante considerar que o primeiro nível observado está posicionando 5 metros abaixo da
superfície do solo. A porção de solo contida entre 0 e 5m é entendida como a extensão vertical dos
dados apresentados na profundidade de investigação de 5m. Por apresentaram distribuição não
normal, como medida de estatistica descritiva dos valores de resistividade foi adotada a mediana.
Os valores de resistividade nas três linhas permaneceram em torno de 4000 Ω.m, correspondendo a
um valor típico de solos arenosos (Asawa, 2008). A linha B apresentou valores mais resistivos em
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comparação às demais (4004 Ω.m), seguida pela seção A (3728 Ω.m). A linha C, por sua vez,
apresentou mediana igual a 3577 Ω.m.
Como afirmam Solberg et al. (2012), os dados mais confiáveis estão posicionado no centro
do perfil geoelétrico devido à maior resolução obtida nesse ponto por meio do método de
caminhamento elétrico com arranjo de Wenner. Desse modo, a observação da porção central dos
perfis possibilita a identificação de camadas horizontalmente estendidas em subsuperficie,
indicando uniformidade dos valores de resistividade ao longo da camada, e a ocorrência de
anomalias de baixa resistividade (abaixo de 3000 Ω.m) nas linhas B e C. Esses comportamento foi
recorrente ao longo das semanas de investigação. Pelo contrário, na linha A, a observação de
comportamento estratificado das camadas geoelétricas tende a ser isolado considerando toda a
seção.
Chukwauma et al. (2015), ao estudarem a vulnerabilidade de aquíferos sedimentares em
solos arenosos na Nigéria, identificaram o nível da água subterrânea, utilizando o mesmo método
empregado neste estudo, por associação com profundidades do solo cuja resistividade elétrica foi
menor ou igual a 3800 Ω.m. Nesse estudo, a partir da observação do comportamento do solo ao
longo das seções e da literatura existente, o nível freático foi atribuído a valores de resistividade
inferiores a 3000 Ω.m.. No perfil A os valores de resistividade permaneceram elevados em todo o
domínio do modelo, não havendo indicativo do nível da água subterrânea, considerando-se
profundidade máxima de investigação de 30 m. Em contraponto, para as linhas B e C, localizadas
mais próximas ao córrego, é possivel observar a extensão lateral de camadas cuja resistividade foi
associada ao comportamento de solos saturados.
A variação temporal da resistividade elétrica foi apresentada na Figura 6, como a
porcentagem de variação, numa escala de -40 a 140, sendo que a variação negativa indica redução
da resistividade em relação ao período inicial de monitoramento (19 de agosto de 2016). A
observação da Figura 6 permite identificar o aumento da resistividade nas três seções geoelétricas.
Esse comportamento é perceptível especialmente nas seções B e C, com aumento gradual nos
valores de resistividade a partir da camada superficial. Com isso, pode inferir que a redução da
umidade do solo em função do período de estiagem refletiu no aumento dos valores de resistividade
elétrica. As seções obtidas a partir de 10 de novembro de 2015, sob influência dos primeiros
eventos chuvosos, indicam redução da resistividade elétrica em função, provavelmente, do aumento
no teor de água no solo (Figura 7). Desse modo, com ínicio do período chuvoso o que se observou
foi a redução da resistividade a partir de 5 m de profundidade em contraponto aos valores elevados
nas camadas mais profundas, com indicativo da redução do nível da água subterrânea.
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Figura 5. Imageamento da resistividade elétrica do solo em seções bidimensionais, com valores de altitude no eixo y e latitude no eixo x.
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Figura 6. Percentual de variação da resistividade elétrica do solo em relação a agosto de 2015 (início do estudo).
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Figura 7. Precipitação diária (mm/d) ao longo do período de estudo (agosto de 2015 a fevereiro de 2016), com indicação
da ocorrência dos levantamentos geofísicos.
6 – CONCLUSÃO
O método elétrico de corrente contínua mostrou-se adequado ao objetivo proposto, sendo
possível identificar padrão de distribuição da resistividade elétrica do solo entre os perfis, tanto nas
profundidades investigadas quanto entre as linhas dispostas na vertente selecionada. Os valores de
resistividade elétrica inferiores a 3000 Ω.m, considerando informações bibliográficas e a observação
do comportamento em campo, foram considerados indicativos do nível da água subterrânea,
especialmente nas seções B e C. Considerando a umidade e a resistividade variáveis inversamente
proporcionais, a análise temporal permitiu inferir um padrão de redução da umidade por meio do
aumento gradual da resistividade na camada superficial do solo ao longo do período de estiagem.
As seções realizadas na estação chuvosa, por sua vez, demonstraram redução da resistividade,
provavelmente em função do aumento no teor de água no solo. Desse modo, informações
qualitativas do comportamento da água no solo em zonas ripárias foram obtidas, sendo necessária a
verificação desses resultados por meio de correlação com medidas diretas de umidade do solo e do
nível do lençol freático no domínio aquífero poroso.
REFERÊNCIAS
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2395.
AGRADECIMENTOS
À Fazenda Água Lima (FAL) pela autorização para desenvolvimento da fase experimental
deste estudo. Aos funcionários da FAL/UnB que auxiliaram nos trabalhos em campo. Ao
Laboratório de Geociências/UnB, por fornecer o equipamento necessário para levantamento de
dados geofísicos. A Fundação de Amparo à Pesquisa do Distrito Federal (FAP – DF), pelo suporte
financeiro para aquisição dos materiais necessários à instalação do experimento em campo. Ao
Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq) e a Coordenação de
Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES), pelas bolsas de estudos concedidas.